El contenido de agua que presenta un suelo en un momento determinado, depende de sus propiedades transmisivas y de los gradientes hidráulicos, ambos aspectos condicionados por la porosidad, asimismo pasible de ser modificad por distintos factores. Por lo tanto, la capacidad de almacenaje debe medirse, para cada suelo en particular, en condiciones de campo, siendo que las mediciones de laboratorio representan valores no siempre muy confiables.
A pesar de la difusión que presenta el concepto de intervalo de humedad disponible ó agua útil (diferencia entre la capacidad de campo y el punto de marchitez permanente), es necesario resaltar que en la naturaleza las cosas no son tan sencillas y "matemáticas", ya que parte del agua gravitacional también está disponible cuando el flujo pasa por donde están las raíces de las plantas.
Bajo el supuesto de que el agua está menos disponible conforme el contenido de agua disminuye por debajo de la capacidad de campo, se debe tener en cuenta que en los procesos de transpiración y crecimiento, la tensión hídrica de la planta, no solo depende de la tensión hídrica del suelo, y del estado de desarrollo del cultivo, sino también de la demanda atmosférica de agua, con lo cual en días muy secos y con fuertes vientos, las plantas pueden sufrir sequías aunque el suelo esté en las proximidades de la capacidad de campo y por el contrario, pueden vegetar y crecer óptimamente en suelos relativamente secos cuando la demanda atmosférica sea baja.
Por lo tanto las constantes hídricas de capacidad de campo y punto de marchites permanente no deberían ser tomada con demasiada rigurosidad en el diagnóstico de las relaciones suelo-agua-planta.
Humedad edáfica
Es una forma de indicar la cantidad de agua presente en el perfil del suelo, a una dada profundidad, estrato u horizonte del suelo, en un momento determinado. Puede ser expresada de tres maneras:
1.como Humedad Gravimétrica (en relación a la masa) (g/g)
2.como Humedad Volumétrica (en relación al volumen) (cc/cc) ó
3.como Lámina (mm)
1.la HG es la relación entre la masa de la fracción líquida y la masa de la fracción sólida
HG = (peso húmedo - peso seco) / peso seco
Por ejemplo un suelo cuya HG es de 0,25 ó 25% tiene 0,25 g de agua por gramo de suelo seco, ó 25 g de agua en 100 g de suelo seco.
2.La HV es la relación entre el volumen de la fracción líquida y el volumen de la muestra seca.
Para convertir la humedad gravimétrica a la forma volumetrica hay que afectarla por la densidad aparente del suelo.
HV = HG * dap
Para el mismo ejemplo, un suelo con una dap de 1,25 g/cc, la HV será de 0,30 cc/cc o 30%; es decir 0,30 cc de agua por cada cc de suelo seco ó 30 cc de agua en 100 cc de suelo seco.
La humedad del suelo en términos volumétrico es más conveniente para el diagnóstico, por cuanto expresa más claramente el volumen de suelo que esta ocupado por agua. En otras palabras dos suelos pueden tener la misma humedad gravimétrica, pero distinto volúmen de agua si las densidades son diferentes.
3. La L es una forma de expresión de mucha utilidad porque no depende del área. Para calcularla basta multiplicar la HV por la profundidad considerada. Por ejemplo si la profundidad de muestro para el ejemplo anterior fue de 25 cm
L = 0,30 * 250 mm = 75 mm de agua (en dicha capa de 25 cm)
Conductividad hidráulica e infiltración
Cuando una fuente de agua, se pone en contacto con la superficie del suelo, las etapas iniciales del movimiento del agua hacia el interior del perfil, son dominadas por las propiedades capilares del suelo. En estado estacionario, el flujo de agua es gobernado por un factor hidráulico, un factor gravitacional y un factor de capilaridad del suelo. En un suelo no saturado el movimiento del agua esta dado por: la conductividad hidráulica yla sortividad.
Conductividad Hidráulica (K): es una medida de la habilidad de un suelo de conducir agua bajo un gradiente de potencial hidráulico. Describe la conductividad hidráulica de un medio poroso. (longitud/tiempo)
Sortividad (S): es una medida de la habilidad que tiene un suelo de absorber agua durante el proceso de humedecimiento. En general cuanto mayor es el valor de S, mayor será el volumen de agua que puede ser absorbida y en forma más rápida. (longitud/tiempo1/2)
Infiltración (I): se refiere a la entrada del agua al perfil del suelo a través de la superficie del mismo. Este proceso es controlado por muchos factores, uno de los cuales es la estructura de la superficie. La ecuación que relaciona la infiltración acumulada en un tiempo transcurrido (Philip 1957), toma la forma:
I(t) = S1 t1/2 + S2 t + S3 t3/2 + ... + Sn tn/2 + K0 t (1)
En la cual, la sortividad, S1, describe la absorción de agua por el suelo como resultado del gradiente de potencial mátrico. Para cortos periodos de tiempo:
I(t) = S1 t1/2 + K t (2)
Las ecuaciones (1) y (2) indican que cuando el suelo está seco, la tasa de infiltración inicial es alta debido a la sortividad (por ej.: alto gradiente de potencial mátrico entre el suelo y la lámina de agua aplicada), pero a medida que transcurre el tiempo la velocidad de infiltración alcanza una tasa constante o "estacionaria", a menudo llamada Infiltración básica, y que se asemeja mucho al valor de Conductividad Hidráulica saturada.
El desarrollo y mejoramiento de métodos y equipos para la medición e interpretación de las propiedades físicas de los suelos ha permitido últimamente avanzar en los conocimientos del funcionamiento hídrico en particular.
La utilización de la Conductividad Hidráulica como parámetro de medición en si mismo o complementariamente con la Densidad Aparente, mejoraría y facilitaría el análisis e interpretación para un mejor diagnostico del estado funcional del suelo.
La tasa de infiltración ocasionalmente medida con cilindros, muchas veces resulta imprecisa, e insume mucho tiempo.
En nuestro país los métodos de laboratorio sobre muestras de suelo no disturbado, siguen siendo hasta el presente muy utilizados, constituyendo el patrón de referencia de otras técnicas. Sin embargo para que cumplan dicha función debe presentar una serie de requisitos tanto en el diseño de los equipos como en el tratamiento de las muestras, preparación de la solución, etc.
No obstante uno de los principales inconvenientes esta dado por el volumen relativamente pequeño de la muestra, que no resulta así representativo de los macroporos, grietas y otros detalles de la estructura que se presentan en el campo. Otro inconveniente reside en la forma en que son extraídas las muestras, mediante golpes o aplicando presión, afectando la continuidad de los macroporos, subestimando o sobrestimando el verdadero valor de la conductividad hidráulica.
Estos inconvenientes pueden ser salvados en gran medida efectuando las mediciones directamente en el sitio de estudio, para lo cual una gran cantidad de métodos de campo es mencionada por la literatura para la determinación de la conductividad hidráulica en condiciones de saturación y no-saturación. Pero muchas de estas técnicas generalmente consumen tiempo, resultan tediosas y costosas, sobre todo cuando se requieren un gran número de repeticiones.
En contraposición, recientemente se han desarrollado una serie de métodos de campo de diseño simple, confiabilidad y rapidez, como son el permeámetro Guelph, ya desarrollado comercialmente; el permeámetro compacto de carga constante, y otros que permiten medir las propiedades hidráulicas del suelo como el permeámetro de disco y el infiltrómetro de tensión.
